CC BY
57
УДК 552.3:550.4:550.42:550.93
ПЕТРОЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ И РУДОНОСНОСТЬ АНОРОГЕННЫХ ГРАНИТОИДОВ ШИБЕЛИКСКОГО КОМПЛЕКСА ГОРНОГО АЛТАЯ
Гусев Анатолий Иванович,
anzerg@mail.ru
Алтайский государственный гуманитарно-педагогический университет им. В.М. Шукшина, Россия, 659333, г. Бийск, ул. Советская 11.
Актуальность проведенных исследований определяется необходимостью изучения петрологии, геохимии и оруденения анорогенных гранитоидов шибеликского комплекса Горного Алтая, который представлен сильно фракционированными разностями. С ними пространственно и парагенетически связаны различные типы оруденения Zr, Nb, Ta и TR.
Цель исследования: изучить петрологические, геохимические особенности пород, акцессорного циркона и оруденения Шибеликского ареала с использованием экспериментальных диаграмм, позволяющих выявлять генетические проблемы и физико-химические особенности магматогенного и гидротермального цирконов.
Методы исследований включали изучение зональных и незональных кристаллов сфена и апатита с применением лазерно-аб-ляционного анализа методом индуктивно-связанной плазмы на спектрометре «OPTIMA-4300» с высокой чувствительностью определения элементов в Лаборатории Объединённого института геологии и геофизики Сибирского отделения РАН (г Новосибирск). Определение элементов-примесей в цирконах выполнено методом LA-ICP-MS (масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой и с лазерной абляцией) на масс-спектрометре ELEMENT 2 (фирма Thermo Finnigan Mat) с лазерной приставкой UP-2B, Nd: YAG (фирма New Wave Research) в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск).
Результаты. В статье приведены данные по геохимии и петрологии щелочных гранитоидов, магматического и гидротермального циркона шибеликского комплекса Горного Алтая. На основе представительных анализов пород и акцессорного циркона расшифровываются особенности генерации гранитоидов, их рудоносности и типизации. Гранитоиды отнесены к агпаитовым сильно фракционированным разностям. В них и в цирконе проявлен тетрадный эффект фракционирования (ТЭФ) РЗЭ М-типа, обусловленный высокой насыщенностью фтор-обогащёнными флюидами. Увеличение значений ТЭФ РЗЭ коррелируется с возрастанием кислотности среды. Выявляется экстремальная некогерентность отношений элементов к хондриту и несоответствие поведения заряд-радиусным характеристикам. Магматогенный циркон характеризуется призматической и пирамидальной формой кристаллов и высокими концентрациями Hf, Y, Sc и тяжёлых РЗЭ. Гидротермальный циркон имеет более высокие концентрации Nb, Ta и суммы TR.
Ключевые слова:
Геохимия, петрология, щелочные агпаитовые граниты, рибекит, циркон, тетрадный эффект фракционирования РЗЭ, некогерентность поведения элементов заряд-радиусным характеристикам.
Введение
Щелочные гранитоиды имеют важное металло-геническое значение и являются показателями определённых геодинамических обстановок формирования [1]. Шибеликские рибекитовые граниты образуют кучный кластер массивов в пределах рифтогенного прогиба Горного Алтая, в пространственной связи с которыми связано цирконий-редкоземельное оруденение и комплексные аномалии Zr, TR и других металлов. В последнее время наряду с изучением общего состава пород для выяснения петрогенезиса используют редкоземельные элементы, Zr, №, Y, Ве, ТЬ, и и другие несовместимые элементы [2-4], а также состав акцессорных минералов, позволяющих расшифровать многие стороны образования горных пород и выяснить их потенциальную перспективность на различные типы оруденения [5, 6]. В нашем исследовании мы обратили внимание на магматогенный и гидротермальный циркон в парагенетической связи с щелочными гранитоидами Шибеликского ареала. Установлено, что генетическая связь между маг-матогенным и гидротермальным цирконом может обеспечить эволюцию магматогенных флюидов и гидротермальных процессов в формировании ред-
кометалльных месторождений [7, 8]. Актуальность изучения этих гранитоидов не вызывает сомнений и определяется их главной рудогенерирую-щей ролью в формировании редкоземельного ору-денения и циркония [9-11].
Результаты исследований
Шибеликский щелочно-гранитовый гипабис-сальный комплекс объединяет небольшие интрузивные тела щелочных гранитоидов позднедевон-ского возраста, развитых в центральной части Горного Алтая, и включает петротипический Шибе-ликский, а также Куладинский и Шашикманский массивы. Все три массива локализованы в Кура-тинском прогибе, где прорывают отложения поз-днедевонской бичиктубомской и среднедевонской куратинской свит и контролируются Каирлык-Се-минским сдвигом. В морфологическом отношении интрузивы представляют собой штокообразные тела с крутыми до субвертикальных (до 80°...85°) контактами. Ширина контактовых ореолов не превышает десятков метров и наиболее значительна у Шибеликского интрузива: здесь вмещающие осадочные (глинистые сланцы) и вулканогенные (риолитоиды) породы бичиктубомской свиты не-
равномерно ороговикованы, в непосредственном контакте с гранитами местами превращены в кварц-биотит-альбитовые роговики.
В составе комплекса выделялись две интрузивные фазы с дополнительной дайковой серией: первая фаза - эгирин-рибекитовые граниты; вторая -рибекитовые лейкограниты; дайки эгирин-рибе-китовых гранит-порфиров и микрогранитов. Породы комплекса во всех массивах петрографически однотипны и представлены в основном мелко-и среднезернистыми обычно порфировидными гранитами с массивной, реже такситовой текстурой. Нередко отмечаются микропегматитовые и миаро-ловые разновидности. Переходы между разными текстурными и структурными типами постепенные. Внешне породы имеют синевато-, розовато- и желтовато-серую окраску, меняющуюся в зависимости от соотношения темноцветных и салических минералов. Под микроскопом устанавливаются гранитовая, гранофировая структуры. Минеральный состав: главные - кварц, калишпат-микро-пертит, кислый плагиоклаз и рибекит; акцессорные - апатит, циркон, сфен, гранат, эпидот, ксено-тим, монацит, ярозит, пирит, турмалин, шеелит, рутил, анатаз, магнетит, ильменит, флюорит, ортит.
Магматогенные цирконы в эгирин-рибекито-вых гранитах плоские, изометричные, часто ле-пешковидные, около 40 % - субидиоморфные, близкие пирамидальным и призматическим формам, отвечающими по морфологии высокотемпературным цирконам щелочных магм [12, 13]. Цвет белый, прозрачный, желтоватый, розоватый до красно-бурого и коричневого. В отдельных зёрнах проявлена типичная осцилляционная зональность, характерная для магматогенных цирконов. Содержания главных минералов варьируют в широких пределах. В порфировидных разновидностях они развиты как во вкрапленниках (размером до 0,5-1,0 см), так и в основной массе. В целом чаще преобладает микропертит (до 60 %), в подчиненных количествах представлены кварц (до 30...35 %), плагиоклаз (до 20 %), рибекит (до 20 %). Рибекит проявлен в виде скелетных обособлений (порфировидные выделения) и длинно-призматических и игольчатых кристаллов (основная масса), часто образуя шлировидные скопления. По своим оптическим свойствам (резкий плеохроизм от черно-синего по Ыр до буровато-зеленовато-желтоватого по преломление по Ыр=1,687.1,690, по N£=1,697.1,700) и химическому составу ^Ю2 - 46,37 %, ТЮ2 - 1,50 %, А1203 - 1,90 %, Fe2O3 - 20,04 %, FeO - 17,89 %, МпО - 0,99 %, М§0 - 0,14 %, СаО - 2,88 %, Na2O - 5,32 %, К20 - 0,53 %, Н20 - 1,73 %, F -0,56 %) амфибол отнесен к ряду арфведсонит-ри-бекит. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола показал, что по величине катионной группы (Х=2,01...2,1) он близок к рибе-киту (для рибекита Х=2, а для арфведсонита Х=3).
Лейкограниты отличаются преобладанием кварца и микроклин-пертита, отсутствием темноцветного минерала или присутствием редких выделений рибекита. По этим характеристикам они приближаются по составу к субсольвусным микрогранитам.
По содержаниям кремнезема породы первых двух массивов отвечают гранитам (SiO2=71,6...72,6 %), а Шашикманского - лейко-гранитам (SiO2=75,3 %). Сумма щелочей в целом невысокая (Na2O+K2O=7,5...8,3 %), но при низких содержаниях глинозема (Al203=9,95...10,90 %) коэффициент агпаитности близок или превышает единицу (Кагп=0,96.1,12). По соотношению SiO2 -(Na2O+K2O) составы шибеликских гранитов относятся к нормальным по щелочности породам, тяготея к границе с областью умеренно-щелочных производных. По соотношению щелочей (Na2O/K2O=0,8...1,1) граниты относятся к калиево-натриевым, а по уровню глиноземистости (Al2O3=9,95.10,90; индекс Шенда < 1) - к щелочным и переходным к метагли-ноземистым. Для пород комплекса характерны высокие величины FeO^FeO^+MgO^O^.^O и Na2O+K2O-CaO=6,8...8,1, что соответствует железистым щелочным типам гранитоидов анорогенно-го типа. В них повышены концентрации галлия, что также свойственно анорогенным гранитоидам.
В горном Алтае анорогенный гранитоиды выделялись ранее Н.Н. Амшинским, В.А. Домаренко, Л.П. Рихвановым, А.Г. Владимировым и другими. Породы шибеликского комплекса в открытой печати характеризуются нами впервые. Возраст ши-беликского комплекса, согласно обновленной серийной легенде, определяется как поздний карбон - ранняя пермь и основывается на радиологической датировке (301 млн лет) по цирконам (SHRIMP-II, Лаборатория ВСЕГЕИ, Санкт-Пек-тербург) из гранитов Шибеликского массива.
На канонических диаграммах породы шибе-ликского комплекса попадают в поля пералюми-ниевых и железистых разностей (рис. 1).
В редкоэлементном составе шибеликских гранитов устанавливаются повышенные концентрации HFS-элементов, особенно Zr (1040.1740 г/т), Hf (25.43 г/т), Nb (93.160 г/т), Y (121.147 г/т), Ce (111.236 г/т), при относительно пониженных содержаниях LIL-элементов: Rb (82.160), Ba (17.68), Cs (<1), Sr (9.24). Резко выделяются глубокие Ва-, Sr-, P-, Ti-минимумы, что свойственно щелочным гранитоидам. В спектре редких земель при общем высоком уровне содержаний TR (279.606 г/т) и слабодифференцированном профиле (LaN/YbN=0,92.3,8) отмечается отчетливая отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0,23.0,4), связанная, вероятно, с более ранним фракционированием плагиоклаза, учитывая обедненность пород Sr и Ba. Из других геохимических особенностей можно отметить весьма низкие концентрации фосфора (Р205<0,1 %) и относительную обогащен-ность хромом (в основном 51.64 г/т), тяжёлыми редкими землями (Yb, Er).
О
CN +
го
a/a
3,0
%
2,0
2 1,0
Metalumi nous Peraluminous
Peralkalina
О 1,0 ст
+ 0,8
СО
о
S 0,6
LL
О 0,4
(М ф
и- 0,2
0,5 1,0 1,5 2,0
Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)
• 1 ^2
75 80 SiO2 (w.%)
Рис. 1. Классификационные диаграммы: a) AhO/iNO+KOj-AhO/iNO+KO+CaO) по [14]; б) SiO-rFe-O/iFeO+MgO) по [15] для пород шибеликского комплекса. Породы комплекса: 1 - эгирин-рибекитовые граниты; 2 - рибекитовыелейкогра-ниты
Fig. 1. Classification plots: a) MO/iN-fi+^O-MO/iN-fi+^O+CaO) after [14]; b) Щ^О/ЩОз+МдО) after [15] for rocks ща Shibelikskii complex. Rocks of the complex: 1 are the aegirine-riebeckite granites; 2 are the riebeckite leucogranites
В целом по петрогеохимическим показателям граниты шибеликского комплекса сопоставляются с типичными щелочными гранитоидами А-типа (гиперсольвусным и транссольвусным) и могут быть отнесены к агпаитовым редкометалльным гранитам или проявлениям щелочно-гранитовой формации. На дискриминационных диаграммах составы шибеликских гранитов размещаются в полях внутриплитных гранитоидов, что позволяет связывать формирование комплекса с рифтоген-ной обстановкой. Вместе с тем по соотношениям Y-Nb-Ce и Y-Nb-Ga породы тяготеют к анороген-ным гранитам А! и А2 (рис. 2).
В краевых частях Кулудинского и Шибелик-ского массивов отмечены фельдшпатоиды с про-
жилками кварца и вкрапленностью флюорита, циркона, монацита, ксеотима, синхизита и колумбита. В отличие от магматогенного циркона, гидротермальный имеет дипирамидальный облик, как правило, эвгедральный с хорошо развитыми гранями {111}, близкими к синтетическим кристаллам и гидротермальным цирконам [18, 19]. Концентрации элементов в метасоматитах составляют (%): циркония - от 0,1 до 1,4, гафния - от 0,05 до 0,3, ниобия - от 0,05 до 0,4, тантала - от 0,01 до 0,2, сумма TR - от 0,2 до 0,6 %, Sc - от 20 до 125 г/т. Оценены прогнозные ресурсы редких металлов для Шибеликского рудного узла в объёме (тыс. тонн): ETR2O3 - 2647, ZrO2 - 6435, HfO2 - 269, Nb2O5 - 5493, Ta2O5 - 1876.
анорогенные гранитоиды А-типа мантийных горячих точек и плюмов; А2 - анорогенные гранитоиды А2-типа постколлизионных обстановок. Условные обозначения - те же, что на рис. 1
Fig. 2. Plot Y Y-Nb-Ce фтв Y-Nb-Ga after [16, 17] for granitoids of Shibelikskii areal. Fields of granitoids are after [16, 17]: A, are the anorogenic granitoids of A\-type of mantle hot spots and plums; A2 are the anorogenic granitoids of A2-type of postcollisional settings. The legend is the same as in Fig. 1
Таблица 1. Представительные анализы пород шибеликского комплекса (оксиды в %%, элементы в г/т)
Table 1. Representative analysis of rocks of Shibelikskii complex (oxides are in wt. %, elements are in g/t)
Компоненты Components
SiO2 71,4 71,6 71,7 71,8 72,1 74,7 75,3 75,5
TiO2 0,5 0,47 0,48 0,49 0,45 0,21 0,2 0,15
AI2O3 10,7 10,4 10,9 10,1 10,1 10,7 10,6 10,2
Fe2O3 4,33 5,6 3,65 4,9 4,86 2,26 2,25 2,21
FeO 2,86 2,4 3,24 2,7 3,02 2,18 2,18 2,10
MnO 0,14 0,07 0,12 0,06 0,07 0,09 0,082 0,08
MgO 0,85 0,34 0,76 0,42 0,45 0,27 0,28 0,25
CaO 0,73 0,46 0,64 0,44 0,46 0,42 0,43 0,42
Na2O 3,9 3,44 4,1 3,9 4,01 3,86 3,81 3,83
K2O 3,61 4,12 3,7 4,4 4,32 4,05 4,07 4,03
P2O5 0,03 0,02 0,02 0,05 0,06 0,02 0,025 0,02
ппп 0,55 0,6 0,29 0,45 0,1 0,21 0,25 0,2
£ 100 99,9 99,9 100 100 99,9 99,7 99,8
V 6,4 6,31 7,59 4,55 5,1 5,5 5,46 5,4
Cr 54,3 53,3 63,9 55,0 55,3 51,6 53,3 51,2
Co 6,1 6,66 6,28 6,6 6,4 4,2 4,01 4,0
Ni 12,3 15,1 21,7 6,9 7,3 8,0 8,99 8,04
Rb 82,3 116 92,8 140 140 155 160 150
Sr 21,3 19,2 21 8,9 9 15,7 16,3 15,1
Zr 1055 1557 1040 1713 1675 1608 1580 1595
Nb 110 121 103 124 123 97,8 93,5 96,3
Y 131 130 126 142 145 127 121 124
Ga 30,5 31,4 33,6 32,9 31,8 29,7 30,1 29,6
Cs 0,75 0,68 0,99 0,9 0,9 0,5 0,6 0,5
Ba 67,3 19,5 45,7 21,8 22,1 50,9 51,5 50,3
La 89,3 29,9 85,6 24,9 25,3 54 51 52
Ce 200,3 110 189 180 184 143 137 139
Pr 22,2 9,6 20,8 6,8 8,9 20,3 16,5 18,3
Nd 91,4 42,5 81,8 26,6 27,9 74,1 72,9 71,3
Sm 21,4 11,9 16,6 6,8 7,8 19,4 18,5 17,4
Eu 1,65 1,1 1,35 0,63 0,66 1,3 1,45 1,4
Gd 19,1 13,1 17,8 9,3 9,7 17,6 17,9 17,1
Tb 3,5 2,7 3,11 2,6 2,7 3,4 3,4 3,3
Dy 22,2 19,1 20,1 19,7 19,1 23 23 22
Ho 5,3 5,1 4,84 5,3 6,3 5,6 5,58 5,5
Er 14,1 14,0 13,5 15,1 15,4 15,0 15,3 15,1
Tm 2,1 2,3 1,95 2,6 2,6 2,4 2,55 2,5
Yb 16,3 17,1 15 16,8 18,2 18,8 19,8 18,4
Lu 2,2 2,3 2,16 2,45 2,5 2,6 2,69 2,6
Hf 26,9 35,8 25,6 40,2 42,3 43,0 43,1 43,2
Ta 6,4 8,3 6,24 8,5 8,7 7,3 7,31 7,32
Pb 14,1 20 13,2 22 22,4 22,2 23,9 22,4
Th 19,7 22,4 19 24,8 24,9 25,1 24,8 25,5
U 5,9 6,5 5,31 4,9 5,3 6,7 6,65 6,6
Sc 0,5 0,35 0,44 0,1 0,1 0,9 0,92 0,9
Li 32,1 24,5 14,3 16,7 7,1 41,8 40,5 41,3
Karn/Kagp 0,96 0,96 0,99 1,11 1,12 1,02 1,01 1,05
(La/Yb)N 3,6 1,15 3,8 0,98 0,92 1,9 1,7 1,87
Eu/Eu* 0,4 0,27 0,24 0,24 0,23 0,31 0,24 0,25
Примечание. Содержания элементов нормализованыI по хон-дриту [20]. ПородыI шибеликского комплекса: 1-5 - граниты эгирин-рибекитовые, 6-8 - лейкогранитыI рибекитовые.
Note. Contents of elements are normalized by chondrite [20]. The rocks of Shibelikskii complex: 1-5 are the aegirine-riebeckite granites; 6-8 are the riebeckite leucogranites.
В некоторых породах комплекса проявлен тетрадный эффект фракционирования (ТЭФ) РЗЭ М-типа от 1,13 до 1,58 (значимые величины превышают 1,1). Следует отметить, что отношения элементов, приведенных в табл. 2, имеют различные отклонения от хондритовых. Отношения Y/Ho, La/Ta, La/Nb, Sr/Eu, Eu/Eu* значительно ниже хондритовых величин, а отношения Zr/Hf очень близки к хондритовым или превышают их. Это свидетельствует о значительной трансформации элементов в гранитоидах комплекса. Обращает на себя внимание негативная корреляция нормированных отношений (La/Yb)N и высоких величин тетрадного эффекта фракционирования М-типа. Последний проявлен чаще всего в высоко эволюцио-нированных гранитных расплавах в связи с высокой насыщенностью магматогенных флюидов фтором и другими летучими компонентами [21].
Таблица 2. Величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ и отношения некоторых элементов в гранитоидах шибеликского комплекса
Table 2. Quantities of tetrad effect of REE fractionation and ratios of some elements in granitoids of Shibelikskii complex
Отношения элементов и величины ТЭФ Ratio of elements and TEF value Отношения в хондритах Ratio in chondrites
Zr/Hf 39,2 43,5 40,6 42,6 39,6 37,4 36,6 36,9 36,0
Y/Ho 24,7 25,5 26,0 26,8 23,0 22,7 21,7 22,5 29,0
La/Nb 0,81 0,25 0,83 0,2 0,21 0,55 0,54 0,54 17,2
La/Ta 13,9 3,6 13,7 2,9 2,9 7,4 7,0 7,1 16,8
Sr/Eu 12,9 17,4 15,6 14,1 13,6 12,1 11,2 10.8 100,5
Eu/Eu* 0,25 0,27 0,24 0,24 0,23 0,21 0,2 0,25 1,0
TEU 0,99 1,13 1,0 1,52 1,58 1,09 1,04 1,07 -
Примечание. TE13 - тетрадный эффект фракционирования РЗЭ как среднее между первой и третьей тетрадами по [22]. Eu*=(SmH+GdH)/2. Породы шибеликского комплекса: 1-5 - граниты эгирин-рибекитовые, 6-8 - лейкограниты рибекитовые.
Note. TE13 is the tetrad effect of REE fractionation as a mean of the first and third terads after [22]. Eu*=(SmN+GdN)/2. The rocks of Shibelikskii complex: 1-5 are the aegirine-riebeckite granites; 6-8 are the riebeckite leucogranites.
На диаграмме Zr/Hf - TE13 фигуративные точки составов пород показывают слабое увеличение отношений Zr/Hf с увеличением тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ М-типа, свидетельствуя о значительной роли флюидного режима и летучих компонентов в рудоносности гранитоидов (главного циркониевого оруденения) (рис. 3).
Парагенетически с гранитоидами связан предполагаемый геолого-промышленный тип орудене-ния - цирконий-ниобий-иттриевоземельных щелочных гранитов. Оруденение приурочено к краевым частям массивов и связано с проявлением фельдшпатолитов. Оруденение выявляется по ли-тогеохимическому опробованию, минералы-носители РЗЭ (бастнезит, паризит, синхизит, монацит,
50 40
Зс 30
" 20
10
Хондрит * ---- ,
---- " /
_1_1_1_ Область незначимых величин тетрадного эффекта 1 Область отношений Zr/Hf Увеличение в магматических породах т?5.адного г эффекта (M-типа)
0,7 0,8 0,9 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 • 1 ^ 2 TE13
Рис. 3. Диаграмма Zr/Hf и TE13 для пород шибеликского комплекса. Остальные условные обозначения - те же, что на рис. 1 Fig. 3. Plot of ratio of Zr/Hf and TE13 for rocks of Shibelikskii complex. The legend is the same as in Fig. 1
ортит, ксенотим) установлены при минералогическом изучении проб-протолочек. Главный околорудный поисковый признак - метасоматический. Он заключается в локализации руд в калишпати-зированных, биотитизированных породах с наложенным рибекитом (щелочной автометасоматоз). Прямыми поисковыми признаками являются присутствие проявлений и пунктов минерализации редкоземельных элементов и циркония. Косвенные поисковые признаки: широкое развитие мета-соматической проработки пород (рибекитизация, калишпатизация, биотитизация); потоки рассеяния рудных элементов ^г, Y, Yb) и элементов-спутников ^п, Ве), что сближает их с альбитизи-рованными и грейзенизированными гранитами (апогранитами) по [23]. На рудопроявлениях среди метасоматитов установлены циркон, тантало-нио-баты, синхизит, монацит, ортит, ксенотим, редко - бастнезит, паризит. Концентрации рудных компонентов составляют (г/т): циркония -1450-1980, ниобия - 100-150, ETR - 650-1250, Аи - 0,4-0,8. На основе комплекса признаков выделен прогнозируемый Шибеликский рудный узел, для которого по аналогии с Улуг-Танзекским рудным узлом (Тува) оценены прогнозные ресурсы: 2Тга203 - 60 тыс. т, ZгO2 - 350 тыс. т.
Приведенные данные показывают, что грани-тоиды шибеликского комплекса характеризуются ярко выраженной радиогеохимической специализацией (табл. 1). Это подтверждается повышенными содержаниями в породах тория и отношениями ТЬ/И. Особенно высокие указанные значения фиксируются в цирконах. Такие показатели указывают на возможное обнаружение и уранового оруденения в пространственной и парагенетиче-ской связи с гранитоидами шибеликского комплекса. Сопоставление проявления аналогичных по составу щелочных гранитоидов других регионов, согласно сводке по [24], не противоречит такому заключению.
Интерпретация результатов
Рибекитовые граниты с пертитовым щелочным полевым шпатом Шибеликского массива яв-
ляются гиперсольвусными моношпатовыми гранитами, а в заключительных фазах Шашикман-ского массива, представленных существенно лей-когранитами слабо умеренно-щелочными, не содержат щелочных темноцветных минералов. В ходе эволюции магматизма Шибеликского ареала химизм пород менялся существенно, что, вероятно, связано с процессами фракционирования минералов в глубинном очаге. Для проверки последнего тезиса построены диаграммы, позволяющие наглядно представить ход процесса кристаллизационной дифференциации путём фракционирования (рис. 4). На указанных диаграммах прослеживаются тренды фракционирования минералов при ведущей роли щелочного полевого шпата. При этом характер тренда фракционирования минералов и элементов пород Шибеликско-го ареала почти параллелен тренду щелочного полевого шпата и тренду фракционирования, отмеченному в аналогичных рибекитовых гранитах комплекса Мумбула (Австралия) позднедевонско-го возраста [16, 17]. Следовательно, генезис гра-нитоидов Шибеликского ареала связан с процессами фракционирования щелочных полевых шпатов в глубинном очаге.
Вероятно, сильное фракционирование минералов приводило к значительным изменениям в соотношениях химических элементов, что отразилось на соотношениях в породах таких элементов, как Y, Се, Ga. На рис. 2 видно, что самые фракционированные разности - лейкограниты Шашик-манского массива - попадают в другое поле по геодинамической обстановке формирования (А2-тип гранитов).
Характер фракционирования различных минералов просматиривается на экспериментальной диаграмме по [26]. На диаграмме составы пород распадаются на 2 кластера фигуративных точек. Составы эгирин-рибекитовых гранитов отвечают небольшой степени частичного плавления (3...5 %) и фракционирования главных породообразующих минералов без циркона. Лейкограниты выстраиваются параллельно тренду фракционирования циркона (рис. 5).
a/a
• 1 ^ 2
Рис. 4. Тренды фракционирования минералов в расплавах для гранитоидов шибеликского комплекса: а - в координатах Ba/La-Y/Nb; б - в координатах Ва (г/т) -Eu/Eu* по Дж. Эби [16, 17]. Тренды фракционирования приведены согласно коэффициентам разделения в расплавах по [23]: Cpx - клинопироксена, AF - щелочного полевого шпата, Pl - плагиоклаза. Поля составов: IAB - островодужные базальты; VAG - гранитоиды вулканических дуг; OIB - базальты океанических островов; MORB - базальты океанического дна. Тренды фракционирования: Mu - анорогенных гранитоидов комплекса Мумбула (Австралия); Sc - гранитоидов Шибеликского ареала
Fig. 4. Trends of minerals fractionation in melts for Shibelikskii complex: a - in coordinates Ba/La-Y/Nb; b - in coordinates Ва (г/т)-Еи/Еи* after [16, 17]. Trends of fractionation are given according to the partition coefficients in melts after [23]: Cpx -clinopyroxene, AF - alkali feldspar, Pl - plagioclase. Fields of compositions: IAB - island arc basalts; VAG - granitoids of volcanic arcs; OIB - oceanic island basalts; MORB - basalts of ocean floor. Trends of fractionation: Mu - anorogenic granitoids of the Mumbula complex (Australia); Sh - granitoids of Shibelikskii areal. The legend is the same as in Fig. 1
c-
1300C 12CCC 1100' 1000C 9000 8000 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000
■6000 J>/
\ смешение
* 6000 4
4 000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 12000 ■ 1 ж 2 --> 3 - 4 - - - - 5 __
14000 16000 (Si+AI)/Zr
6^7
Рис. 5. Диаграмма молекулярных отношений (4[Ca+Na]+0,5[Fe+Mg])/Zr-(Si+Al)/Zr по Т. Брэдшоу [26] для интрузивных пород Шибеликского ареала. Породы Шибеликского ареала: 1 - эгирин-рибекитовые граниты; 2 - лейкограниты; 3 - эволюционные тренды фракционирования минералов; 4 - тренд увеличения степени частичного плавления; 5 - критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона (при 68 % SiO2); 6 - частные эволюционные тренды интрузивных пород Шибеликского ареала; 7 - тренды смешения расплавов
Fig 5. Plot of molecular ratio (4[Ca+Na]+0,5[Fe+Mg])/Zr-(Si+Al)/Zr after [26] for intrusive rocks of Shibelikskii areal. The rocks of Shibelikskii areal: 1 are the aegirine-riebeckite granites; 2 are the riebeckite leucogranites; 3 are the evolution trends of minerals fractionation; 4 is the trend of increasing the degree of partial melting; 5 is the critical line of division of fractionation of the main minerals and zircon (for 68 % SiO2); 6 are the particular evolution trends of intrusive rocks of Shibelikskii areal; 7 are the trends of melts mixing. The legend is the same as in Fig. 1
Рис. 6. Диаграммы соотношений Y/Ho-Zr/Hf по [28] и Zr/Hf-SiO2 по [29, 30]для пород шибеликского комплекса. Серым фоном на рисунках a и б показано поле HARAC (CHArge-and-Radius-Controlled) по [28]. На рис. б дугообразная линия со стрелками - кривая фракционирования расплавов редкометтальных гранитов и поля металлогенической специализации по [29, 30]; поле апогранитных цирконий-редкоземельных месторождений выделено автором по агпаитовым гра-нитоидам Центрально-Азиатского орогенного пояса. Остальные условные обозначения - те же, что на рис. 1
Fig 6. Plots of ratios Y/Ho-Zr/Hf after [28] and Zr/Hf-SiO2 after [29, 30] for rocks of Shibelikskii complex. The gray background shows the field HARAC (CHArge-and-Radius-Controlled) after [28]. In fig. 6 the arcuate line with arrows indicates the curve of fractionation of rare metal granitoids melts and the fields of metallogenic specialization after [29, 30]; the field of apogranit-ic zirconium-rare earth elements deposits is detached by the author by the agpaitic granitoids of Central-Asian orogenic belt. The legend is the same as in Fig. 1
50
£
^ 40
3C-
20-f 10
Zr/Hf
45
40
30. 25 20
50 60 Zr/Hf
65
б/b Апогранит ные Zr-TR
\
Li-F 1- Sn-WMo-Be месторождения грейэенового типа
Г Та руды
70
75
• 1
80 SiO2, %
Ж.
2
Известно, что отношение циркония к гафнию является чувствительным индикатором фракционирования элементов в гранитоидах и что увеличение отношений Zr/Hf происходит с увеличением кремнекислотности среды согласно рядам кислотности-щёлочности в водных и водно-сероводородных флюидах при стандартных условиях по [27]. Следовательно, увеличение величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ М-типа в породах позитивно коррелируется с увеличением кислотности среды.
По соотношениям Zr/Hf-SiO2 породы шибеликского комплекса локализуются вблизи кривой фракционирования элементов в гранитоидах и располагаются в поле, характерном для апогра-нитных цирконий-редкоземельных месторождений (рис. 6, б).
Соотношение Y/Ho-Zr/Hf показывает, что все анализы демонстрируют поведение типа Non-HA-RAC (CHArge - and - Radius-Controlled) [28], когда элементы с одинаковым ионным радиусом и зарядом (пары Y-Ho и Zr-Hf) экстремально не когерентны и не остаются вблизи хондритовых отношений.
Известно, что CHARAC-поведение относится к элементам со сходными и близкими зарядами и радиусами, которые определяют когерентное поведение и имеют постоянные хондритовые отношения и сглаженные хондрит-нормализованные модели редкоземельных элементов относительно ионного радиуса и атомного числа [28]. Non-CHARAC-пове-дение элементов встречается, главным образом, в высокоэволюционированных магматических си-
стемах, которые обогащены Н20, С02 и летучими компонентами, такими как Li, В, F и/или С1, в течение перехода от силикатного расплава к водным флюидам или от магматической к гидротермальной системам [31]. Non-CHARAC-поведение химических элементов часто сопровождается лантанид-ным тетрадным эффектом фракционирования РЗЭ, результируясь в кривых сегментированных моделей РЗЭ одновременно в породах и слагающих их минералах. Обе эти особенности отражаются и в цирконе из высокодифференцированных гранитных магм, которые испытывают интенсивные гидротермальные взаимодействия или дейтериче-ские (автопневматолитические) изменения [1, 32, 33]. Они проявляются в высокоэволюционирован-ных лейкогранитах, пегматитах и редкометал-льных минерализованных гранитах [34-38].
Фигуративные точки составов пород Шибеликского ареала выходят за пределы поля СHARAC и дают эволюционный тренд в сторону уменьшения Zr/Hf от ранних фаз к поздней, что подтверждает их происхождение из магматической системы с влиянием внешнего F-обогащённого водного флюида, который характеризовался высокой фторона-сыщенностью и образованием фтор-комплексов (рис. 6, а). Такие гранитоиды следует относить к высокофракционированным.
Представительные химические анализы основного акцессорного минерала - магматогенного циркона - сведены в табл. 3.
Магматогенный циркон отличается высокими концентрациями Ш, Y, Sc и тяжёлых РЗЭ. Магма-тогенный циркон имеет интенсивную позитивную
аномалию по церию и негативную - по европию. В нём проявлен также ТЭФ РЗЭ М-типа, но аномально высоких значений, варьирующих от 3,4 до 8. Известно, что циркон относится к группе минералов селективного концентратора суммы скандиевых TR (Ег, Yb, Lu) [37], что и подтверждается нашими данными по акцессориям Шибеликской группы интрузивов.
Таблица 3. Химический состав магматогенных цирконов Шибеликского массива (оксиды - в мас. %, элементы - в г\т)
Table 3. Chemical composition of magmatogen zircons of Shibelikskii massif (oxides are in wt. %, elements are in g/t)
SiO2 33,3 33,5 33,2 33,3 33,3 33,2 33,2 33,2 33,2 33,2
P2O5 0,035 0,032 0,033 0,061 0,035 0,029 0,038 0,034 0,028 0,06
Sc 98 99 88 85 101 98 93 91 97 86
Y 503 418 440 394 483 560 543 582 550 395
Nb 2,45 2,6 2,02 1,91 2,6 2,58 2,75 3,6 2,94 1,95
La 0,02 0,061 0,09 0,158 0,049 0,047 0,234 0,065 0,02 0,158
Ce 41 34 40 32 39 34 36,8 48,1 39 32
Pr 0,067 0,05 0,064 0,103 0,084 0,048 0,124 0,084 0,052 0,103
Nd 1,2 0,8 1,4 1,0 1,0 1,3 1,17 1,45 1,1 1,0
Sm 2,04 1,63 1,95 1,57 2,09 2,04 1,6 2,1 2,11 1,57
Eu 0,78 0,75 0,71 0,69 0,8 0,66 0,83 1,04 0,8 0,69
Gd 10,4 8,5 9,4 8,4 10,1 10,7 10,9 11,1 10,9 8,4
Tb 3,16 2,58 2,75 2,58 2,91 3,13 3,28 3,6 3,22 2,58
Dy 39,7 32 36,2 32,0 38,4 43,6 43,0 44,5 43,2 32,0
Ho 15,6 12,4 13,8 12,4 14,6 17,3 17,0 17,4 16,8 12,4
Er 80,8 62,1 68,2 62,1 74,8 87,9 86,6 92.3 88,1 62,1
Tm 19,0 15,1 16,2 15,1 18,3 23,4 21,5 22,1 21,1 15,1
Yb 198 154 170 154 189 242 228 232 228 154
Lu 43,8 32,1 34,6 32,1 41,3 51,3 48,6 51 49,8 32,1
Hf 8450 9370 8710 9370 9040 9090 8512 9055 9250 9360
Ta 0,88 0,72 0,78 0,72 0,87 0,96 1,03 1,05 0,95 0,71
Pb 9,0 7,9 9,7 7,9 10,6 6,6 9,21 11,6 8,4 7,7
Th 192 176 225 176 241 162 190 237 193 175
U 313 316 315 316 398 300 350 369 360 315
Th/U 0,6 0,6 0,7 0,6 0,6 0,5 0,5 0,6 0,5 0,6
TE,,3 8,0 4,6 3,6 3,7 6,5 4,1 3,4 5,1 7,3 3,7
Химический состав гидротермального циркона отражён в табл. 4.
Гидротермальный циркон отличается от магма-тогенного значительно меньшими концентрациями Sc, Y, но более высокими содержаниями Та. В нём существенно большие концентрации суммы редких земель. В гидротермальных цирконах величины ТЭФ РЗЭ М-типа меньше, чем в магмато-генных, варьирующие от 1,83 до 3. Следует отметить, что близкие результаты по составам магмато-генных и гидротермальных цирконов получены для массива Берже в Китае [39].
Палеогеодинамическая обстановка формирования анорогенных гранитоидов шибеликского комплекса связана с внутриплитным этапом развития региона. Внутриплитный этап выделяется с момента затухания коллизионных процессов (предположительно от границы карбон - пермь) и охва-
тывает интервал времени до квартера включительно. С ранней стадией данного этапа (поздний карбон - ранний триас) и связано формирование ще-лочно-гранитовой (шибеликский комплекс) формации. Предполагается, что этот магматический эпизод проходил под влиянием и, вероятно, с участием мантийных диапиров, рассматриваемых в настоящее время как проявление позднепалеозой-ско-раннемезозойского пика активности долгожи-вущих Таримского и Сибирского суперплюмов. Возрастная датировка гранитоидов (301 млн лет) ближе к функционированию Таримского плюма [40].
Таблица 4. Химический состав гидротермальных цирконов Шибеликского массива (оксидыI - в мас. %, элементы: - в г\т)
Table 4. Chemical composition of hydrothermal zircons of Shibelikskii massif (oxides are in wt. %, elements are in g/t)
SiO2 32,4 33,5 33,2 33,3 33,3 33,2 33,2 33,3 33,2
P2O5 0,031 0,03 0,032 0,051 0,033 0,028 0,036 0,031 0,027
Sc 58 59 48 55 71 58 53 61 57
Y 53 48 44 34 43 46 43 42 45
Nb 32,4 32,6 22,2 31,9 52,6 42,8 42,7 53,6 92,9
La 30,0 40,0 55,9 50,8 65,04 54,07 43,2 70,6 55,02
Ce 341 434 540 632 639 534 436,8 548,1 539
Pr 67 56 64 103 84 48 91 84 52
Nd 121,2 234,8 111,4 109,0 108,0 107,3 103,1 145 117
Sm 32,04 51,63 41,95 61,57 52,09 62,04 61,6 72,1 62,11
Eu 0,68 0,71 0,7 0,89 0,83 0,56 0,81 1,24 0,89
Gd 50,4 48,5 49,4 58,4 90,1 103,7 104,9 211,1 140,9
Tb 33,16 42,58 52,75 42,58 52,91 43,13 53,28 53,6 63,22
Dy 439,7 432 336,2 322,0 238,4 243,6 343,0 444,5 343,2
Ho 115,6 212,4 213,8 212,4 214,6 217,3 127,0 317,4 216,8
Er 380,8 462,1 368,2 262,1 374,8 387,9 386,6 492.3 488,1
Tm 109,0 105,1 126,2 135,1 128,3 213,4 211,5 222,1 221,1
Yb 498 354 470 354 289 242 328 332 328
Lu 143,8 132,1 134,6 132,1 141,3 151,3 148,6 151 109,8
Hf 84 93 87 91 90 92 85 95 92
Ta 388 272 278 172 187 196 103 105 195
Pb 29,0 37,9 92,7 57,9 60,6 56,6 59,2 41,6 83,4
Th 192 176 225 176 241 162 190 237 193
U 413 416 415 365 385 306 354 349 363
Th/U 0,46 0,42 0,54 0,48 0,63 0,53 0,54 0,68 0,53
TE1,3 2,63 1,87 2,37 3,0 2,4 1,86 2,75 1,83 1,92
Заключение
1. Гранитоиды шибеликского комплекса относятся к агпаитовому типу сильно фракционированному, испытавшему приток флюидов, обо-гащённых фтором и другими летучими компонентами. По геохимическим признакам это анорогенные гранитоиды А2- и Агтипов. Они классифицируются пералюминиевым и железистым типом гранитоидов и могут быть отнесены к редкометалльно-редкоземельным гранитам с апогранитным цирконий-редкоземельным оруденением.
2. Петрогенезис гранитоидов Шибеликского ареала связан на раннем этапе с небольшой степенью частичного плавления мантийного субстрата, последующим фракционированием главных породообразующих минералов, а на заключительной стадии при формировании лейкограни-тов - с фракционированием циркона.
3. В породных типах комплекса проявлены ТЭФ РЗЭ М-типа и неподчинение заряд-радиус-кон-тролируемого поведения химических элемен-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ветрин В.Р. Длительность формирования и источники вещества гранитоидов Лицко-Арагубского комплекса, Кольский полуостров // Геохимия. - 2014. - № 1. - С. 38-51.
2. Partitioning of lanthanides and Y between immiscible silicate and fluoride melts, fluorite and cryolite and the origin of the lanthanide tetrad effect in igneous rocks / I.V. Veksler, A.M. Dorfman, M. Kamenetsky, P. Dulski, D.B. Dingwell // Geochim. Cos-mochim. Acta. - 2005. - V. 69. - P. 2847-2860.
3. Zircon solubility in alkaline aqueous fluids at upper crustal conditions / J.C. Ayers, L. Zhang, Y. Luo, T. Peters // Geochim. Cos-mochim. Acta. - 2012. - V. 96. - P. 18-28.
4. Andersen T., Friis H. The Transition from Agpaitic to Hyperag-paitic Magmatic Crystallization in the Ilimaussaq Alkaline Complex, South Greenland // J. Petrology. - 2015. - V. 56. -P. 1343-1364.
5. Hoskin P.W.O. Trace element composition of the hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochim. Cosmochim. Acta. - 2005. - V. 69. -P. 637-648.
6. Distinguishing magmatic zircon from hydrothermal zircon: a case study from the Gidginbing high-sulphidation Au-Ag-(Cu) deposit, SE Australia / B. Fu, T.P. Mernagh, N.T. Kita, A.I.S. Kemp, J.W. Valley // Chem. Geol. - 2009. - V. 259. -P. 131-142.
7. Magmatic-to-hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia). P. II: evolving zircon and thorite trace element chemistry / T. Pettke, A. Audetat, U. Schal-tegger, C.A. Heinrich // Chem. Geol. - 2005. - V. 220. -P. 191-213.
8. Magmatic-to-hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia). P. I: crystallization of zircon and REE-phosphates over three million years - a geochemical and U-Pb geochronological study / U. Schaltegger, T. Pettke, A. Audetat, E. Reusser, C.A. Heinrich // Chem. Geol. - 2005. -V. 220. - P. 215-235.
9. Гусев А.И, Гусев Н.И. Анорогенные гранитоиды: петрология, геохимия, флюидный режим. - Бийск: Изд-во АГАО, 2014. -202 с.
10. Phosphorus-controlled trace element distribution in zircon revealed by NanoSIMS / W. Yang, Y. Lin, J. Hao, J. Zhang, S. Hu, H. Ni // Contrib. Mineral Petrol. - 2016. - V. 171. - P. 28-44.
11. Pедкометалльные гранитоиды (месторождение Неудачное, Полярный Урал) / О.В. Удоратина, В.А. Андреичев, В.А. Капитонова, А.И. Ларионов // Отечественная геология. - 2015. -№ 4. - С. 9-14.
12. Atlas of zircon textures / F. Corfu, J.M. Hanchar, P.W.O., Hos-kin, P. Kinny // Rev. Mineral Geochem. - 2003. - V. 53. -P. 469-500.
13. Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reilly S.Y. Zircon crystal morphology, trace element signatures and Hf isotope composition as a tool for petrogenetic modelling: example from Eastern Au-
тов, определяющихся высоководным флюидом, насыщенным летучими компонентами.
4. Цирконы магматогенного этапа отличаются от гидротермальных цирконов значительно меньшими количествами скандия, иттрия. В то же время в них отмечены высокие концентрации ниобия, тантала и сумма редких земель.
5. В магматогенных и гидротермальных цирконах также проявлен ТЭФ РЗЭ М-типа, но в аномально высоких значениях - от 1,83 до 8,0.
stralian granitoids //Journal Petrol. - 2006. - V. 47. -P. 329-353.
14. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Soc. America Bulletin. - 1989. - V. 101. -P. 635-643.
15. Villaseca C., Barbero L., Herreros V. A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental oroge-nic belts // Trans. of Royal Soc. of Edinburg Earth Science. -1998. - V. 89. - P. 113-119.
16. Eby G.N. The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. - 1990. - V. 26. - P. 115-134.
17. Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: petro-genetic and tectonic implications // Geology. - 1992. - V. 20. -P. 641-644.
18. McNaughton N.J. Mueller A.G., Groves D.I. The age of the giant Golden Mile deposit, Kalgoorlie, Western Australia: ion-microprobe zircon and monazite U-Pb geochronology of a synminerali-zation lamprophyre dike // Econ. Geol. - 2005. - V. 100. -P. 1427-1440.
19. Schaltegger U. Hydrothermal zircon // Elements. - 2007. -V. 3. - P. 51-68.
20. Anders E., Greevesse N. Abundances of the elements: meteoric and solar // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1989. - V. 53. -Р. 197-214.
21. Гусев А.И., Гусев А.А. Тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов и его использование в решении проблем петрологии гранитоидов // Успехи современного естествознания. - 2011. - № 5. - C. 45-49.
22. Irber W. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites // Geochim. Comochim. Acta. - 1999. -V. 63. - № 3/4. - P. 489-508.
23. Беус А.А. Альбитизированные и грейзенизированные граниты (апограниты). - М: Изд-во «Академия наук СССР», 1962. -193 с.
24. Ножкин А.Д., Рихванов Л.П. Радиоактивные элементы в коллизионных и внутриплитных натрий-калиевых гранитоидах: уровни накопления, значение для металлогении // Геохимия. - 2014. - №9. - С. 807-809.
25. Henderson P. Inorganic Geochemistry. - Oxford: Pergamon, 1982. - 312 p.
26. Bradshaw T.K. The adaptation of Pearce element ratio diagrams to complex high silica systems // Contrib. Mineral. Petrology. -1992. - V. 109. - P. 450-458.
27. Маракушев А.А. Термодинамические факторы образования рудной зональности скрытого оруденения на основе зональности гидротермальных месторождений. - М.: Наука, 1976. -С. 36-51.
28. Bau M. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect // Contrib. Miner. Petrol. - 1996. -V. 123. - P. 323 -333.
29. Гусев А.И. Агпаитовые редкометалльные гранитоиды Алтая и их рудоносность // Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований. - 2015. - № 11 (часть 1). -С. 76-80.
30. Зарайский Г.П., Аксюк А.М., Девятова В.Н. Цирконий-гаф-ниевый индикатор фракционирования редкометалльных гранитов // Петрология. - 2009. - № 1. - С. 28-50.
31. Veksler I.V. Liquid immiscibility and its role at the magmatic-hy-drothermal transition: a summary of experimental studies // Chem. Geol. - 2004. - V. 210. - P. 7 -31.
32. Akagi T., Shabani M.B., Masuda A. Lanthanide tetrad effect in kimuraite {CaY2(CO3)4-6H2O] - implication for a new geochemical index // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1993. - V. 57. -P. 2899-2905.
33. Bau M. Scavenging of dissolved yttrium and rare earths by precipitating iron oxyhydroxide: experimental evidence for Ce oxidation, Y-Ho fractionation, and lanthanide tetrad effect // Ge-ochim. Cosmochim. Acta. - 1999. - V. 63. - P. 67-77.
34. Tetrad effect in rare earth element distribution patterns: a method of quantification with application to rock and mineral samples from granite-related rare metal deposits / T. Monecke, U. Kempe, J. Monecke, M. Sala, D. Wolf // Geochim. Comochim. Acta. - 2002. - V. 66. - № 7. - P. 1185-1196.
35. W- and M-type tetrad effects in REE patterns for water-rock systems in the Tono uranium deposit. Central Japan / Y. Ta-
kahashi, H. Yoshida, N. Sato, K. Hama, Y. Yusa, H. Shimizu // Chem. Geol. - 2002. - V. 184. - P. 311-335.
36. Van Lichtervelde M., Melcher F., Wirth R. Magmatic vs. hydrothermal origins for zircon associated with tantalum mineralization in the Tanco pegmatite, Manitoba // Am. Mineral. -
2009. - V. 94. - P. 439-450.
37. Geochemical evolution and late re-equilibration of Na-Cs- rich beryl from the Koktokay #3 pegmatite (Altai, NW China) / R.C. Wang, Z.D. Che, W.L. Zhang, A.C. Zhang, H. Zhang // Eur. J. Miner. - 2009. - V. 21. - P. 795-809.
38. 38.Минеев Д.А. Лантаноиды в минералах. - М.: Недра, 1969. -184 с.
39. Geochemistry of magmatic and hydrothermal zircon from the highly evolved Baerzhe alkaline granite: implications for Zr-REE-Nb mineralization / W.-B. Yang, H.-C. Niu, Q. Shan, W.-D. Sun, H. Zhang, N.-B. Li, Yu-H. Jiang, X.-Y. Yu // Miner. Deposita. - 2014. - V. 49. - Iss. 4. -P. 451-470.
40. Термохронологическая модель пермо-триасовых мантийных плюмов Евразии как основа для выявления закономерностей формирования и прогноза медно-никелевых, благородно- и редкометалльных месторождений / Н.Л. Добрецов, А.С. Бори-сенко, А.Э. Изох, С.М. Жмодик // Геология и геофизика. -
2010. - Т. 51 (9). - С. 1159-1187.
Поступила 23.04.2016 г.
Информация об авторах
Гусев А.И., доктор геолого-минералогических наук, профессор кафедры географии и экологии, естественно-географического факультета Алтайского государственного гуманитарно-педагогического университета им. В.М. Шукшина.
UDC 552.3:550.4:550.42:550.93
PETROLOGY, GEOCHEMISTRY AND ORE MINERALIZATION OF ANOROGENIC GRANITOIDS OF SHIBELIKSKII COMPLEX IN GORNY ALTAI
AnatoliY I. Gusev,
anzerg@mail.ru
Shukshin Altai Humane-Pedagogical University, 11, Sovetskaya street, Biysk, 659333, Russia
The relevance of the discussed issue is caused by the need of researching petrology, geochemistry and ore mineralization of anoroge-nic granitoids of Shibelikskii complex which is represented by strong fractionated rocks. Different types of ore mineralization of Zr, Nb, Ta and REE are related to such rocks spatially and paragenetically.
The main aim of the research is to study petrology, geochemical features of rocks, accessory mineral zircon and ore mineralization of Shibelikskii areal using the experimental diagrams, which allow revealing the genetic problems and determining physic-chemical features of magamatic and hydrothermalzircon crystals.
The methods used in the study. Rare and scattered elements were determined in rocks by inductively coupled plasma method on the mass spectrometer «0PTIMA-4300», the rest elements, including REE, were determined by La-ISP-MS methods in the Laboratory OIGaG SO RAN (Novosibirsk). Chemical elements in zircon were determined by La-ISP-MS mass-spectrometry method with inductively coupled plasma and laser ablation on the mass-spectrometer ELEMENT2 (Thermo Finnigan Mat) with laser device UP-2B, Nd: YAG (New Wave Research) in the Laboratory OIGaG SO RAN (Novosibirsk).
Results. The paper introduces the data on geochemistry and petrology of alkali granitoids and accessory magmatic and hydrothermal zircon of Shibelikskii complex in Gorny Altai. Based on the representative analysis of rocks and zircon the features of granitoids generation, their ore mineralization and typification are determined. The granitoids refer to agpaitic strong fractionation rocks. The tetradic effect of REE M-type fractionation appears in the rocks and in zircon. It is caused by high saturation with fluoro-rich fluids. Increase in meanings of tetradic effect of REE is correlated with the growth of the environment acidity. The author has determined the extreme non-coherence of elements ratio to chondrite and non-conformity of behavior to charge-and-radius-controlled characteristics. Magmatic zircon is characterized by prismatic and pyramid crystal form and high contents of Hf, Y, Sc, and heavy REE. Hydrothermal zircon has higher contents of Nb, Ta and sum of REE.
Key words:
Geochemistry, petrology, alkali agpaitic granite, riebecite, zircon, tetradic effect of REE fractionation, non-coherence of elements behavior to charge and radius-controlled characteristics.
REFERENCES
1. Vetrin V.R. Dlitelnost formirovaniya i istochniki veshchestva granitoidov Litsko-Aragubskogo kompleksa, Kolskii poluostrov [Duration of formation and sources of the granitoids of the Litsk-Araguba Complex, Kola Peninsula]. Geochemistry International, 2014, vol. 52, no. 1, pp. 38-51.
2. Veksler I.V., Dorfman A.M., Kamenetsky M., Dulski P., Dingwell D.B. Partitioning of lanthanides and Y between immiscible silicate and fluoride melts, fluorite and cryolite and the origin of the lanthanide tetrad effect in igneous rocks. Geochim. Cosmochim. Acta, 2005, vol. 69, pp. 2847-2860.
3. Ayers J.C., Zhang L., Luo Y., Peters T. Zircon solubility in alkaline aqueous fluids at upper crustal conditions. Geochim. Cos-mochim.Acta, 2012, vol. 96, pp. 18-28.
4. Andersen T., Friis H. The Transition from Agpaitic to Hyperag-paitic Magmatic Crystallization in the Ilimaussaq Alkaline Complex, South Greenland. J. Petrology, 2015, vol. 56, pp. 1343-1364.
5. Hoskin P.W.O. Trace element composition of the hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochim. Cosmochim. Acta, 2005, vol. 69, pp. 637-648.
6. Fu B., Mernagh T.P., Kita N.T., Kemp A.I.S., Valley J.W. Distinguishing magmatic zircon from hydrothermal zircon: a case study from the Gidginbing high-sulphidation Au-Ag-(Cu) deposit, SE Australia. Chem. Geol, 2009, vol. 259, pp. 131-142.
7. Pettke T., Audetat A., Schaltegger U., Heinrich C.A. Magmaticto-hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia). P. II: evolving zircon and thorite trace element chemistry. Chem Geol., 2005, vol. 220, pp. 191-213.
8. Schaltegger U., Pettke T., Audetat A., Reusser E., Heinrich C.A. Magmatic-to-hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia). P. I: crystallization of zircon and REE-phosphates over three million years - a geochemical and U-Pb geochronological study. Chem. Geol., 2005, vol. 220, pp. 215-235.
9. Gusev A.I., Gusev N.I. Anorogennye granitoidy: petrologiya, ge-okhimiya, fluidny rezhim [Anorogenic granitoids: petrology, geochemistry, fluid regime]. Biysk, ASAE Publ., 2014. 202 p.
10. Yang W., Lin Y., Hao J., Zhang J., Hu S., Ni H. Phosphorus-controlled trace element distribution in zircon revealed by Nano-SIMS. Contrib. Mineral Petrol., 2016, vol. 171, pp. 28-44.
11. Udoratina O.V., Andreichev V.A., Kapitonov V.A., Larionov A.I. Rare metals granitoids (Neudachnoe deposit, Polar Ural. Oteche-stvennaya geologiya, 2015, no. 4, pp. 9-14. In Rus.
12. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P. Atlas of zircon textures. Rev. Mineral Geochem., 2003, vol. 53, pp. 469-500.
13. Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reilly S.Y. Zircon crystal morphology, trace element signatures and Hf isotope composition as a tool for petrogenetic modelling: example from Eastern Australian granitoids. Journal Petrol., 2006, vol. 47, pp. 329-353.
14. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Soc. America Bulletin, 1989, vol. 101, pp. 635-643.
15. Villaseca C., Barbero L., Herreros V. A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental oroge-nic belts. Trans. of Royal Soc. of Edinburg Earth Science, 1998, vol. 89, pp. 113-119.
16. Eby G.N. The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 1990, vol. 26, pp. 115-134.
17. Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: petro-genetic and tectonic implications. Geology, 1992, vol. 20, pp. 641-644.
18. McNaughton N.J. Mueller A.G., Groves D.I. The age of the giant Golden Mile deposit, Kalgoorlie, Western Australia: ion-microprobe zircon and monazite U-Pb geochronology of a synminerali-zation lamprophyre dike. Econ. Geol., 2005, vol. 100, pp. 1427-1440.
19. Schaltegger U. Hydrothermal zircon. Elements, 2007, vol. 3, pp. 51-68.
20. Anders E., Greevesse N. Abundences of the elements: meteoric and solar. Geochim. Cosmochim. Acta, 1989, vol. 53, pp. 197-214.
21. Gusev A.I., Gusev A.A. Tetradny effect fraktsyonirovaniya red-kozemelnykh elementov i ego ispolzovanie v reshenii problem pet-rologii granitoidov [Tetradic effect of rare earth elements fractio-nation and its use in solving the problems of granitoids petrology]. Uspekhi sovremennogo estestvoznaniya, 2011, no. 5, pp. 45-49.
22. Irber W. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peralumi-nous granite suites. Geochim. Comochim. Acta, 1999, vol. 63, no. 3/4, pp. 489-508.
23. Beus A.A. Albitizirovannye igreyzenizirovannyegranity (apogra-nity) [Albitized and greisenized granites]. Moscow, Akademiya nauk SSSR Publ., 1962. 193 p.
24. Nozhkin A.D., Rikhvanov L.P. Radioaktivnye element v kollizi-onnykh i vnutriplitnykh natriy-kalievykh granitoidakh: urovni nakopleniya, znachenie dlya metallogenii [Radioactive elements in collisional and within-plate Sodic-Potassic Granitoids: accumulation levels and metallogenic significance]. Geochemistry International, 2014, vol. 52, no. 9, pp. 807-826.
25. Henderson P. Inorganic Geochemistry. Oxford, Pergamon, 1982. 312 p.
26. Bradshaw T.K. The adaptation of Pearce element ratio diagrams to complex high silica systems. Contrib. Mineral. Petrology, 1992, vol. 109, pp. 450-458.
27. Marakushev A.A. Termodinamicheskie factory obrazovaniya rudnoy zonalnosti skrytogo orudeneniya na osnove zonalnosti gi-drotermalnykh mestorozhdeniy [Thermodynamic factors of forming ore zoning latent ore mineralization on the basis of zoning hydrothermal deposits]. Moscow, Nauka Publ., 1976. pp. 36-51.
28. Bau M. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contrib. Miner. Petrol., 1996, vol. 123, pp. 323-333.
29. Gusev A.I. Agpaitic rare metal granitoids of Altai and their ore mineralization. Mezhdunarodny zhurnal prikladnykh i funda-mentalnykh issledovaniy, 2015, no. 11 (P. 1), pp. 76-80. In Rus.
30. Zarayskiy G.P., Aksyuk A.M., Devyatova V.N. Tsirkoniy-gafnie-vy indikator fraktsionirovaniya redkometallnykh granitov [Zr/Hf ratio as a fractionation indicator of rare-metal granites]. Petrology, 2009, vol. 17, no. 1, pp. 28-50.
31. Veksler I.V. Liquid immiscibility and its role at the magmatic-hy-drothermal transition: a summary of experimental studies. Chem. Geol., 2004, vol. 210, pp. 7-31.
32. Akagi T., Shabani M.B., Masuda A. Lanthanide tetrad effect in kimuraite {CaY2(CO3)4-6H2O] - implication for a new geochemical index. Geochim. Cosmochim.Acta., 1993, vol. 57, pp. 2899-2905.
33. Bau M. Scavenging of dissolved yttrium and rare earths by precipitating iron oxyhydroxide: experimental evidence for Ce oxidation, Y-Ho fractionation, and lanthanide tetrad effect. Geochim. Cosmochim. Acta, 1999, vol. 63, pp. 67-77.
34. Monecke T., Kempe U., Monecke J., Sala M., Wolf D. Tetrad effect in rare earth element distribution patterns: A method of quantification with application to rock and mineral samples from granite-related rare metal deposits. Geochim. Comochim. Acta, 2002, vol. 66, no. 7, pp. 1185-1196.
35. Takahashi Y., Yoshida H., Sato N., Hama K., Yusa Y., Shimizu H. W- and M-type tetrad effects in REE patterns for water-rock systems in the Tono uranium deposit. Central Japan. Chem. Geol., 2002, vol. 184, pp. 311-335.
36. Van Lichtervelde M., Melcher F., Wirth R. Magmatic vs. hydrothermal origins for zircon associated with tantalum mineralization in the Tanco pegmatite, Manitoba. Am. Mineral, 2009, vol. 94, pp. 439-450.
37. Wang R.C., Che Z.D., Zhang W.L., Zhang A.C., Zhang H. Ge-ochemical evolution and late re-equilibration of Na-Cs- rich beryl from the Koktokay #3 pegmatite (Altai, NW China). Eur. J. Miner., 2009, vol. 21, pp. 795-809.
38. Mineev D.A. Lantanoidyv mineralakh[Lanthanoids in minerals]. Moscow, Nedra Publ., 1969. 184 p.
39. Yang W.-B., Niu H.-C., Shan Q., Sun W.-D., Zhang H., Li N.-B., Jiang Yu-H., Yu X.-Y. Geochemistry of magmatic and hydrothermal zircon from the highly evolved Baerzhe alkaline granite: implications for Zr-REE-Nb mineralization. Miner. Deposita, 2014, vol. 49, Iss. 4, pp. 451-470.
40. Dobretsov N.L., Borisenko A.S., Izokh A.E., Zhmodik S.M. Ter-mokhronologicheskaya model permo-triasovykh mantiynykh plu-mov Evrazii kak osnova dlya vyyavleniya zakonomernostey for-mirovaniya i prognoza medno-nikelevakh, blagorodno- i redkome-tallnykh mestorozhdeniy [Thermochemical model of Eurasian Permo-Triassic mantle plums as a basis for prediction and exploration for Cu-Ni-PGE and rare-metal ore deposits]. Russian Geology and Geophysics, 2010, vol. 51, no. 9, pp. 1159-1187.
Received: 23 April 2016.
Information about the authors
Anatoliy I. Gusev, Dr. Sc., professor, Shukshin Altai Humane-Pedagogical University.
